Géo morphologie morphologie R RELIEF, ELIEF, P P
ROCESSUS, ROCESSUS, E E
NVIRONNEMENTNVIRONNEMENT
Analyse multi-méthodes de la déstabilisation d’un pylône de remontée mécanique implanté sur un glacier rocheux des Alpes françaises
Multi-method analysis of the destabilization of a mechanical lit tower located on a rock glacier in the French Alps
Pierre-Allain Duvillard
*ab, Ludovic Ravanel
a, Philippe Schoeneich
c, Marco Marcer
c, Jean-François Piard
da Université Savoie Mont-Blanc, CNRS, EDYTEM UMR 5204 – Bâtiment « Pôle Montagne », 5 bd de la mer Caspienne, 73376 Le Bourget du Lac cedex, Chambéry, France.
b IMSRN, Parc Pré Millet – 680 Rue Aristide Berges, 38330 Montbonnot-Saint-Martin, France.
c Université Grenoble Alpes, Institut d’Urbanisme et de Géographie Alpine, PACTE – 14-14bis avenue Marie Reynoard, 38100 Grenoble, France.
d SETAM – Val horens, 73440 Saint-Martin-de-Belleville, France.
RÉSUMÉ
La station de Val horens (Savoie, France) concentre plus de 79 composantes de remontées mécaniques en contexte de permafrost probable. Au cours de la dernière décennie, trois d’entre elles (deux gares amont et un pylône), situées vers 3 000 m d’altitude, ont subi des déstabilisations partielles nécessitant d’importants travaux de confortement et de stabilisation. Cet article documente la déstabilisation du pylône n° 2 du funitel de horens au cours de l’été 2016. Ses fondations ont été afectées par un déplacement horizontal et un afaissement à l’origine d’un décalage métrique de la tête de pylône par rapport au câble. Le pylône en question est implanté sur un glacier rocheux terrassé dans le cadre de l’aménagement d’une piste de ski. Une analyse multi-méthode a été conduite ain d’évaluer le rôle du permafrost dans la déstabilisation et de caractériser l’évolution des processus ainsi que l’impact des modiications anthropiques sur la dynamique du glacier rocheux à travers (i) l’analyse stratigraphique de données de forages, (ii) une analyse du terrain porteur fondée sur des proils géophysiques de résistivité des matériaux acquis par tomographie électrique, et (iii) la reconstitution des modiications géomorphologiques de surface par comparaison de modèles numériques de terrain, obtenus par photogrammétrie numérique (images aériennes IGN et drone) avant et après terrassement.
Cette étude met en évidence le rôle préparatoire du terrassement et des écoulements d’eau de surface mal contrôlés dans un milieu riche en glace tel qu’un glacier rocheux.
Mots clés : Remontées mécaniques, permafrost, glacier rocheux, subsidence, tomographie électrique résistive, Alpes françaises.
ABSTRACT
In the Val horens ski resort (Savoie, France), more than 79 infrastructure elements related to ropeway transport systems are located on permafrost. During the last decade, three of them (two top stations and a pylon located around 3,000 m a.s.l.) experienced destabilization which required important adjustment and stabilization work. his study investigates the destabilization of the pylon #2 of the horens funitel that occurred during the Summer 2016. Its foundations were afected by horizontal displacement and subsidence, causing a metric shit of the pylon top with respect to the cable. he pylon was built on a rock glacier which morphology was severely altered by earth work aiming to develop a ski slope. A multidisciplinary analysis was conducted in order to understand the processes that led to the pylon destabilization with a focus on the role of the morphological alterations of anthropogenic origin on the rock glacier dynamic. We used (i) a stratigraphic data analysis from boreholes and (ii) a subsurface analysis based on geophysics (Electrical Resistivity Tomography proiles) to understand the rock glacier internal structure, while (iii) geomorphological surface modiications were investigated by comparing digital terrain models obtained by aerial photogrammetry before and ater the earthwork. his study highlights the preparatory role of the earthwork and a non-control of the surface water low in an ice-rich environment such as a rock glacier.
Keywords: Ropeway transport systems, permafrost, rock glacier, subsidence, Electrical Resitivity Tomography, French Alps.
INFORMATION SUR L’ARTICLE Reçu le 18 juillet 2018
Reçu sous sa forme révisée le 28 janvier 2019 Déinitivement accepté le 04 mars 2019
*Auteur correspondant. Tel : +33 (0)4 79 75 87 07 Courriels :
pierre-allain.duvillard@univ-smb.fr (P-A. Duvillard)
ludovic.ravanel@univ-smb.fr (L. Ravanel) philippe.schoeneich@univ-grenoble-alpes.fr (P. Schoeneich)
marco.marcer@univ-grenoble-alpes.fr (M. Marcer)
jfpiard@valthorens.com (J-F. Piard)
1. Introduction
Dans le contexte actuel de changement climatique, la haute montagne alpine est afectée par des changements majeurs tels que le retrait des glaciers et la dégradation (réchaufement) du permafrost (Beniston et al., 2018). Le permafrost est déini comme tous matériaux lithosphériques (sols, substratum
rocheux, formations supericielles) dont les températures sont durablement inférieures ou égales à 0°C (Dobiński, 2011). Cette dégradation du permafrost est à l’origine d’une intensiication potentielle des processus géomorphologiques (i.e., éboulements, écroulements, glissements, luages) et de déis géotechniques (Harris et al., 2009).
DOI:10.4000/geomorphologie.12945
© 2019 GFG Editions - Tous droits réservés http://edytem.univ-savoie.fr/gfg/
Les glaciers rocheux témoignent, sur le long terme, de conditions favorables pour la mise en place et le maintien du permafrost en montagne (Jones et al., 2019). Ces conditions semblent se maintenir depuis le début de l’Holocène, soit environ 10 Ka (Krainer et al., 2015). Pour cette raison, ils représentent des éléments-clés dans la compréhension de l’évolution actuelle du permafrost dans le contexte actuel de réchaufement climatique (Haeberli et al., 2006). Dans les Alpes, une accélération du mouvement des glaciers rocheux a été observée au cours de ces deux dernières décennies (Delaloye et al., 2010 ; PERMOS, 2016).
Les changements de température afectent la rhéologie de la glace et seraient responsables d’une augmentation de la déformation en raison d’une augmentation de la teneur en eau (Kääb et al., 2007 ; Ikeda et al., 2008 ; Cicoira et al., 2018). Les accélérations saisonnières pourraient aussi s’expliquer par des changements rapides (en quelques jours) dans l’hydrologie de surface, associés à des événements pluvieux intenses et/ou une fonte rapide de la neige (Wirz et al., 2017). L’iniltration d’eau peut devenir le principal facteur de mouvement et de déformation des glaciers rocheux en créant un horizon de cisaillement saturé en eau qui devient prépondérant dans l’écoulement du glacier rocheux ; cela représenterait 90 % du mouvement par glissement et seulement 10 % par luage d’après Kenner et al. (2018). Cette dynamique caractérise les glaciers rocheux déstabilisés (Roer et al., 2008) et peut mener à une déstabilisation voire à un efondrement de sa partie frontale si les conditions topographiques le permettent (Bodin et al., 2016).
La déformation lente ou rapide des glaciers rocheux peut entraîner un risque de déstabilisation d’infrastructures construites directement sur ces derniers comme les remontées mécaniques, les refuges, ou les routes (Haeberli, 1992 ; Arenson et Jakob, 2017). Les éléments d’infrastructures (i.e., pylônes de remontées mécaniques) directement implantés sur des glaciers rocheux peuvent ainsi nécessiter un système d’ajustement progressif pour compenser les déplacements (Phillips et al., 2007 ; Arenson et al., 2009). Dans les Alpes françaises, le croisement d’un inventaire des infrastructures avec la carte d’indice de présence de permafrost (Permafrost Favourability Index) (Marcer et al., 2017) a permis d’identiier 947 éléments d’infrastructure (i.e., pylônes ou gares de remontées mécaniques, bâtiments, exploseurs à gaz) situés en contexte de permafrost potentiel, dont 20 sont construits sur des glaciers rocheux (Duvillard et al., soumis). La station de Val horens située en Savoie, est la deuxième station qui concentre le plus d’éléments d’infrastructures (plus de 148 dont 79 éléments de remontées mécaniques) en contexte de permafrost potentiel. Au cours de la dernière décennie, trois éléments d’infrastructures (deux gares d’arrivée et un pylône), construits vers 3 000 m d’altitude, ont subi une déstabilisation nécessitant dans chacun des cas d’importants travaux de confortement et de stabilisation (Duvillard et al., sous presse).
L’impact de modiications anthropiques, telles que le remaniement des matériaux de surface pour l’installation d’une infrastructure et la création de pistes de ski, sur l’évolution et la dynamique des glaciers rocheux a été peu étudié. Dans les Alpes, seuls quelques glaciers rocheux aménagés ont été étudiés, comme le Ritigraben dans le Valais (Suisse ; Lugon et al., 2010 ; Kenner et al., 2017), Plan Bouchet en Vanoise (France) et Bellecombes dans les Écrins (France) (Bodin et al., 2010 ; Schoeneich et al., 2011), mais
aucune étude n’a été menée sur les liens entre les modiications anthropiques du terrain et le déclenchement d’une instabilité pouvant afecter une infrastructure. Il existe néanmoins quelques études traitant d’instabilités dans des formations supericielles à proximité d’infrastructures, notamment dans les moraines à cœur de glace (Ravanel et al., 2018), de déstabilisations et de solutions de confortement d’infrastructures (Phillips et al., 2007).
La déstabilisation d’une infrastructure entraîne des surcoûts importants pour les gestionnaires, qui sont par ailleurs souvent largement démunis par rapport à ces problématiques nouvelles.
Malgré des préconisations géotechniques de construction et de maintenance, certaines infrastructures sont afectées par des instabilités du fait de processus et facteurs d’instabilité sous- estimés voire mal connus comme la modiication des écoulements de surface. La compréhension de la complexité et de la réalité du terrain requiert des études de cas pratiques dans diférents contextes géomorphologiques.
Cette recherche propose de documenter la déstabilisation du pylône n° 2 du funitel de horens au cours de l’été 2016, ain d’identiier les principaux facteurs préparatoires et déclencheurs de l’instabilité tout en montrant la part des forçages « naturels » (i.e., réchaufement climatique) et anthropiques (aménagement et inadéquations des préconisations techniques de construction).
Cet article (i) décrit le site d’étude et présente les diférentes étapes d’aménagement du glacier rocheux jusqu’à l’instabilité du pylône en juillet 2016, (ii) présente les méthodes utilisées pour caractériser l’évolution topographique avant/après aménagement et la distribution du permafrost grâce à des forages et des investigations géophysiques. Puis, (iii) les résultats permettront de caractériser la distribution du permafrost sous le pylône et mettront en évidence le rôle de l’eau dans le déclenchement de l’instabilité. Enin, (iv) les investigations locales de terrain seront replacées dans le contexte climato-météorologique des dernières années et les choix quant au suivi géotechnique seront discutés.
2. Un glacier rocheux fortement anthropisé
2.1. Le glacier rocheux de horensPrésent sur le versant nord de la Pointe de horens entre 2 800 m et 2 950 m d’altitude, le glacier rocheux de horens est situé sur le domaine skiable de Val horens (massif de la Vanoise, France) (ig. 1). Il est constitué de deux lobes d’environ 60 m de large et 250 m de long composés de débris de roches sédimentaires de type grès et schistes argileux du houiller avec graphite (Guillot, 1982 ; Debelmas, 1989) (ig. 2). L’arête rocheuse située à l’Est se prolonge sous le front du lobe Est du glacier rocheux, formant un barrage naturel au luage de celui–ci et à l’écoulement des eaux.
Un lac temporaire - contraint par le glacier rocheux et cette arête rocheuse - est présent immédiatement à l’Est du glacier rocheux.
La carte d’indice de dégradation du permafrost (Potentially hawing Permafrost – PTP) (Marcer et al., 2019.), qui propose une distribution spatiale du permafrost en cours de dégradation dans les Alpes françaises, indique un PTP de 0,95. le glacier rocheux est situé dans une zone à « permafrost subissant une dégradation importante » provoquée par l’augmentation de la température moyenne annuelle de l’air.
Fig. 1 – Carte de localisation des remontées mécaniques de Val horens, du pylône n° 2 du funitel de horens et du permafrost.
Extension des glaciers d’après Gardent et al. (2014) ; modélisation du permafrost en cours de dégradation d’après Marcer et al. (2019). 1. Permafrost ; 2. Permafrost en cours de dégradation ; 3. Présence improbable de permafrost ; 4. Extension des glaciers en 2009 ; 5. Infrastructures ; 6. Pylône n° 2 du funitel de horens.
Fig. 1 – Location map of the Val horens ski lits and pylon #2 of horens funitel compared to permafrost.
Extension of glaciers according to Gardent et al.
(2014); map of the permafrost undergoing degradation according to Marcer et al.
(2019). 1. Permafrost; 2. hawing permafrost;
3. Improbable permafrost; 4. Glacier extent in 2009; 5. Infrastructure; 6. Pylon #2 of the horens funitel.
Fig. 2 – Géomorphologie du site d’étude.
A : Croquis géomorphologique de la zone d’étude (utilisation de la légende UNIL ; Lambiel et al., 2013). B : Vue vers le Nord du glacier rocheux en septembre 2016. C : Vue en direction du lobe nord-est du glacier rocheux en septembre 2016. 1. Glacier rocheux inactif ; 2. Accumulation périglaciaire ; 3. Substratum rocheux ; 4. Lac / lac temporaire ou zone d’iniltration ; 5. Subsidence thermokarstique ; 6. Escarpement rocheux ; 7. Surface terrassée ; 8. Dépôts d’origine anthropique ; 9. Piste ; 10. Forage ; 11. Proil géoélectrique ; 12. Renvoi d’eau.
Fig. 2 – Geomorphological characteristics of the study site.
A: Geomorphological sketch of the study area.
B: North view of the rock glacier in September 2016. C: View towards the north-east lobe of the rock glacier in September 2016. 1. Inactive rock glacier; 2. Periglacial scree slope;
3. Bedrock; 4. Lake / ephemeral lake or water iniltration area; 5. hermokarst; 6. Rock scarp;
7. Earthwork; 8. Artiicial deposits; 9. Track;
10. Borehole; 11. ERT; 12. Drain.
2.2. L’aménagement du glacier rocheux de horens
Le funitel de horens a été construit durant l’été 2011 pour environ 7 M€. Il est composé de deux gares et de quatre pylônes dont trois sont installés sur du permafrost probable (Duvillard et al., 2015). Le pylône n° 2 a été construit sur le lobe Est du glacier rocheux après une étude de faisabilité de 2008 et une étude géotechnique de 2010 (Fabre et al., 2015). La présence de permafrost et d’un secteur riche en glace dans le glacier rocheux a été signalée à l’occasion de ces études à partir de deux proils de tomographie de résistivité électrique (ERT). Ces études ont contribué au choix de l’implantation des fondations du pylône n° 2, en préconisant une implantation décalée en amont du front du glacier rocheux dans une zone avec « moins de glace » qu’au niveau du front. Le constructeur du funitel avait prévu une adaptation possible du pylône à l’aide d’un rail réglable, en cas de mouvement du glacier rocheux, mais uniquement dans le sens latéral sans basculement de la pente (est-ouest). Le pylône a également été fondé sur 4 appuis (semelles béton) sur une couche d’environ 2 m de gravier reposant elle-même sur le permafrost dans le but de favoriser une circulation de l’air sous les semelles et de recréer une couche active. Cette méthode est d’ailleurs préconisée par le guide « Construire sur le permafrost » (Bommer et al., 2010).
Une plateforme de remblais d’environ 2 m d’épaisseur a également été créée pour recouvrir les fondations du pylône ain de limiter les variations de température et la conduction thermique dans le sous- sol.
Une piste de ski a par ailleurs été construite en 2011 sur le glacier rocheux après un travail de terrassement mobilisant le terrain sur plusieurs mètres d’épaisseur de manière à aplanir la surface du sol (ig. 3). Les plus gros blocs de surface ont été déplacés pour faciliter le damage par faible enneigement. En juin 2015, une piste pour véhicules tout-terrain a été construite en amont du pylône ain de faciliter l’accès à une zone de travaux située au col de Rosaël (2 990 m).
2.3. La déstabilisation du pylône n° 2 du funitel
Alors qu’une anomalie de réglage du balancier du pylône n° 2 avait été identiiée au cours de l’automne 2015, le pylône a été afecté par un basculement à la in du mois de juillet 2016. Un déplacement des fondations de 25 cm latéralement (est-ouest) et de 55 cm verticalement a été mesuré (donnée Topoalp). Ce mouvement a généré un décalage horizontal d’environ 1,5 m du sommet du pylône et par suite un très important désalignement du pylône par rapport aux câbles. Trois indices géomorphologiques d’activité ont été identiiés lors d’une visite de terrain réalisée début août 2016 (ig. 4) : (i) une subsidence de rayon métrique à proximité des fondations, (ii) des issures formées en amont des fondations, et (iii) une zone d’iniltration avec un dépôt de sédiments ins et argileux en amont de la plateforme du pylône.
3. Méthodes
Quatre méthodes ont été mises en œuvre sur le site, ain de documenter et d’identiier l’origine de la déstabilisation : (i) la reconstitution topographique historique des modiications géomorphologiques de surface par comparaison de modèles
numériques de terrain (MNT) obtenus par photogrammétrie aérienne (images d’avion IGN en 2009 et images par drone en 2017) et par un levé par balayage laser terrestre (TLS pour Terrestrial Laser Scanning) également réalisé en 2017 ; (ii) la comparaison diachronique de photographies terrestres ; (iii) des mesures géoélectriques le long de 5 proils en pseudo-3D pour mettre en évidence les contrastes et anomalies de résistivité ; et (iv) deux forages destructifs réalisés ain de valider la profondeur du substratum rocheux pour proposer une solution de confortement.
3.1. Reconstitution topographique historique de la surface
La photogrammétrie aérienne permet de reconstituer la topographie de surface et ainsi de mesurer ses changements à partir d’une
Fig. 3 – Évolution de la surface du glacier rocheux de horens entre 2009 et 2018.
A : images aériennes IGN de 2009 avant l’aménagement du funitel et la création de la piste de ski. B : images IGN de juin 2016 avec déneigement précoce de la piste pour véhicule. C : images drone de 2017 assemblées. D : images drone de 2018 assemblées avec une modiication d’emplacement de la piste pour véhicule au centre du glacier rocheux. 1. Piste de ski nivelée en 2011 ; 2. Piste pour véhicules construite en 2015 et déneigée artiiciellement en juin 2016 pour permettre un accès à des travaux en amont ; 3. Piste pour véhicules construite en octobre 2017.
Fig. 3 – Evolution of the surface of the horens rock glacier between 2009 and 2018.
A: 2009 orthoimage obtained using aerial images before the building of the funitel and the ski slope (IGN). B: 2016 image of vehicle track artiicially cleared of snow in June (IGN). C: 2017 orthoimage obtained using UAV images. D: 2018 orthoimage obtained using UAV images. 1. Ski slope created in 2011; 2. Vehicle track built in 2015 and artiicially cleared of snow in June 2016 to allow access to work; 3. New track for vehicles sat up in October 2017.
analyse diférentielle multi-dates des photographies acquises par drone, avion ou hélicoptère. Cette méthode a été très utilisée pour l’étude de glaciers rocheux dans la période récente (Kenner et al., 2014 ; Capt et al., 2016 ; Dall’Asta et al., 2017). Ain d’observer les changements morphologiques à la surface du glacier rocheux de
horens, deux MNT à maille de 1,5×1,5 m ont été générés à partir de nuages de points photogrammétriques : (i) un modèle avant les travaux de terrassement à partir des images aériennes IGN acquises par avion en août 2009, (ii) un modèle post-instabilité réalisé à partir d’images de drone DJI Mavic Pro acquises en septembre 2017. Enin, un vol drone avec un DJI Phantom 4 a été réalisé en septembre 2018 pour générer une orthophotographie du glacier rocheux après les travaux de 2017 (tab. 1).
Le worlow décrit par Smith et al. (2016) a été utilisé pour générer des nuages de points du glacier rocheux pour les deux années à l’aide d’Agisot PhotoScan (v.1.2.6). Pour les images de 2009, un réseau de 22 Points de Contrôle au Sol (PCS) a été levé au niveau de points topographiques remarquables (gros blocs, pylônes, angles de terrasse de bâtiments, etc.). En 2017, 9 PCS sur cibles (bâches avec croix) ont été levés pour l’ortho-rectiication des images. L’ensemble des PCS a été levé avec un GPS diférentiel (dGPS) Trimble Geo7X d’une précision centimétrique.
Dans le but de garantir une bonne géométrie des nuages de points photogrammétriques, une acquisition par TLS a été réalisée à la même date, en 2017, avec un scanner Optech ILRIS 3D (2 000 pts.sec-¹ pour une fenêtre de 40°×40° avec une portée maximale de 400 m), depuis 4 positions avec un total de 13 scènes. Les nuages de points obtenus ont été alignés à l’aide du logiciel CloudCompare 2.10.V2 (Girardeau-Montaut, 2006). Une consolidation des alignements a été réalisée avec l’algorithme Iteractive Closest Point (ICP) pour les diférentes positions (Porlemeleau et al., 2013). Enin, les nuages obtenus par photogrammétrie ont été alignés sur les nuages TLS par la procédure ICP en vue d’améliorer la géométrie des nuages de points (Bodin et al., 2018). Des MNT de 1,5 m de résolution ont été générés à partir des nuages de points de 2009 et 2017 avec Cloud Compare, puis l’écart entre les surfaces a été calculé par soustraction avec SAGA GIS.
3.2. Comparaison de photographies
Le glacier rocheux a fait l’objet de deux visites de terrain en septembre 2014 puis en juillet 2015, c’est à dire avant l’instabilité de 2016, dans le cadre d’un inventaire des dommages sur les infrastructures de Val horens (Duvillard et al., 2015, sous presse).
La comparaison des photographies terrestres à ces deux dates permet de documenter précisément l’évolution de la micro-topographie autour du pylône.
3.3. Prospections géoélectriques dans la zone instable
La prospection géoélectrique est une méthode couramment utilisée pour étudier le permafrost de montagne, en particulier au niveau des glaciers rocheux, en complément d’études géomorphologiques (Maurer et Hauck 2007 ; Scapozza et al., 2011a ; Springman et al., 2012 ; Scapozza et Laigre 2014). La résistivité électrique des matériaux augmente avec la teneur en glace et permet de distinguer les sédiments gelés de ceux non gelés (Scott et al., 1990 ; Kneisel et al., 2008).
Cinq proils ERT ont été réalisés in août 2016, puis onze proils en juillet 2017 à la fois par ERT et par polarisation induite (IP) ain de caractériser précisément la distribution du permafrost en 3D dans l’ensemble du glacier rocheux. Les résultats sont détaillés dans Duvillard et al. (2018). Pour cet article, seuls les 5 proils réalisés Fig. 4 – Schéma de l’afaissement des fondations et indices de
déstabilisation du pylône n° 2 du funitel de horens en août/septembre 2016.
A : Mesures de déplacement des massifs du pylône entre avril 2011 et août 2016.
B : Décalage de 1,47 m au sommet du pylône entre le câble et le balancier. C : Vue générale du pylône (vue SO vers le NE). D : Entonnoir de sufosion de rayon métrique à l’Ouest des fondations. E : Zone d’iniltration de l’eau en amont de la plateforme du pylône. F : Fractures de subsurface visibles en amont des fondations.
Fig. 4 – Scketch of the subsidence of foundations and destabilization signs on the pylon #2 of the funitel de horens.
A: Movement survey of the pylon foundations between April 2011 and August 2016.
B: Ofset at the top of the pylon between the cable and the pendulum. C: General view of the pylon (view SW to NE). D: Metric subsidence West of the foundations. E: Water iniltration zone, upstream of the pylon platform. F: Subsurface fractures visible upstream of the foundations.
en septembre 2016, c’est-à-dire directement après l’instabilité, seront présentés et inversés en 2D. Les acquisitions par ERT ont été réalisées avec le résistivimètre multi-électrodes ABEM Terrameter SAS 4000 composé de 4 canaux pour un dispositif de 64 électrodes (ig. 2, tab. 2). L’écartement des électrodes était de 2 m pour les proils transversaux et de 2,5 m pour les proils longitudinaux en raison de la longueur de ces derniers. Le protocole Wenner avec 404 points de mesures a été utilisé pour obtenir le meilleur rapport signal/bruit.
Ce protocole est sensible aux changements verticaux de structure et aux signaux faibles (Dahlin et Zhou 2004) ; il est couramment utilisé pour sa robustesse dans les études en contexte de permafrost (Kneisel, 2006). En cas de gros blocs en surface, le contact entre les électrodes et le sol pouvait être amélioré en utilisant de l’eau salée et de la bentonite. La position des électrodes a été levée avec un dGPS.
Pour chaque proil ERT, le temps d’acquisition était de 0,3 s avec une temporisation de 0,5 s. L’intensité de l’injection variait de 5 à 200 m selon la résistance du sous-sol. Pendant l’acquisition, si un point mesuré présentait une erreur Root Mean Square (RMS) > 1 %, la mesure pouvait être répétée jusqu’à 4 fois. Les données ont été inversées avec la version 3.54.44 du logiciel Res2Dinv (Loke et Barker, 1996) qui utilise la méthode des moindres carrés pour produire un modèle 2D du sous-sol à partir des résistivités apparentes mesurées. Les cinq proils ERT inversés utilisent la même échelle d’interprétation des résistivités que de précédents travaux sur des glaciers rocheux (Scapozza et al., 2011 ; Bosson et al., 2014).
3.4. Forages destructifs
Les forages destructifs sont une méthode directe pour déterminer une éventuelle stratiication dans un corps gelé. Moins précis mais moins coûteux qu’un forage carotté, l’interprétation de
la stratiication repose notamment sur l’expérience du foreur (Arenson et al., 2002). S’il s’en suit une instrumentation, ils peuvent également être utilisés pour suivre l’évolution de la température en profondeur, en subsurface, ou la déformation. Dans les Alpes françaises et à des ins de recherche, il existe des forages pour le suivi des températures du permafrost en contexte de formations supericielles des glaciers rocheux en particulier (Bodin et al., 2015), de substratum rocheux (Schoeneich et al., 2015), et de parois rocheuses (Magnin et al., 2015).
Deux forages destructifs par marteau fond de trou avec enregistrement des paramètres ont été réalisés in septembre 2016 dans l’objectif de valider la profondeur du substratum rocheux pour proposer une solution de confortement géotechnique. Ils ont été réalisés dans le lobe Est du glacier rocheux à proximité du pylône : le forage B1, d’une profondeur de 23,7 m, au sein de la zone de subsidence, et le forage B2, d’une profondeur de 27,8 m, à l’Ouest de la piste pour véhicule). Les deux forages ont été poursuivis une dizaine de mètres dans le substratum rocheux. La nature des matériaux traversés a été déterminée grâce à l’expérience de l’équipe de foreurs et à partir de l’observation des matériaux expulsés (cuttings). Une estimation qualitative de la présence de glace (présence/absence) a été établie sur la base du type et/ou de la texture des matériaux expulsés et de la résistance à la pénétration de la tête de forage (i.e., la Vitesse Instantanée d’Avancement).
4. Résultats et interprétations
Les facteurs préparatoires au déclenchement de l’instabilité sont présentés en trois parties : (i) l’évolution de la topographie et des écoulements de surface dans le secteur d’étude par comparaison des MNT de 2009 à 2017, complétée par la comparaison de photographies terrestres ; (ii) l’interprétation des proils ERT du lobe Est du glacier rocheux ; et (iii) l’interprétation du proil transversal P2 - qui documente la stratiication des matériaux rocheux présents sous le pylône - par comparaison avec la stratigraphie des forages.
4.1. Remaniement des matériaux de surface et modiication des écoulements
La construction de la piste de ski et de la piste pour véhicules a largement modiié la micro-topographie du glacier rocheux ainsi que l’écoulement des eaux de surface. La comparaison des MNT Tab. 1 – Caractéristiques et précision des alignements des données
topographiques.
Tab. 1 – Characteristics and resolution of the data used for the orthoimage and DEM reconstruction of the study site.
Tab. 2 – Synthèse du traitement des proils d’ERT.
Tab. 2 – Synthesis of the processing of the ERT proiles.
générés en 2009 et 2017 permet de mettre en évidence des écarts positifs et négatifs de 2 à 6 m verticalement (ig. 5). La carte des pentes et les photos aériennes de 2017 montrent que cela correspond à un nivellement régulier de la surface (ig. 6A, 3B). En 2009, l’iniltration difuse des eaux de surface dans le glacier rocheux était favorisée par la rugosité du terrain. Depuis les travaux de nivellement de 2011, la perméabilité de la surface a été réduite par fermeture des pores, favorisant ainsi le ruissellement.
L’aménagement en 2015 de la piste pour véhicules en amont du pylône a concentré le ruissellement en canalisant l’eau en amont du remblai du pylône (ig. 6B). En 2014, la partie amont du remblai n’était pas encore ou peu afectée par des écoulements de surface.
Durant les étés 2015 et 2016, les écoulements de surface empruntaient la piste avant de s’iniltrer au niveau du remblai du pylône. Un fossé et un renvoi d’eau ont été creusés en août 2016 ain de canaliser et d’évacuer les écoulements d’eau vers le lac (ig. 6C).
Par ailleurs, la piste pour véhicules a été déneigée précocement au début de l’été 2016, ain que des véhicules et engins (camions, pelleteuses) puissent accéder à un chantier situé en amont, modiiant les débits et la circulation des eaux de surface en début d’été (ig. 3B).
4.2. Un glacier rocheux poly-thermal
Le lobe Est du glacier rocheux est divisé en deux parties spéciiques (ig. 7) : (i) une partie droite non gelée sous la plateforme du pylône, et (ii) une partie gauche gelée principalement dans le front du lobe et à la marge avec le lobe Ouest du glacier rocheux, au centre de la piste de ski aménagée. La résistivité de la zone gelée varie entre 10 et 55 kΩm et correspond à la présence d’un permafrost sous la forme de matériaux rocheux et de glace (i.e., ice/rock mixture). D’après l’échelle de Bosson et al. (2014), il pourrait s’agir d’un permafrost tempéré (température proche du point de fusion) et (sub)saturé en eau. Des valeurs semblables ont également été rencontrées dans des matériaux ins avec de la glace inement dispersée (Bodin et al. 2016). Ainsi, le pylône n° 2 est implanté dans un secteur dont le permafrost est absent, mais à environ 5 m d’une zone de transition entre des matériaux gelés et non gelés où se situe précisément la subsidence.
Ainsi, la localisation de la zone d’iniltration observée en 2016 correspondrait à (i) la zone de transition entre la partie gelée et celle non gelée (i.e., transition imperméable/perméable) et
Fig. 5 – Carte des écarts d’altitude de la surface du glacier rocheux de horens entre 2009 et 2017.
1. Plateforme du pylône ; 2. Talus de dépôt de matériaux résultant de l’aménagement des pistes ; 3. Aplanissement pour la création d’une piste de ski ; 4. Creusement pour la création d’une piste pour véhicules.
Fig. 5 – Surface elevation changes of the horens rock glacier between 2009 and 2017.
1. Platform of the pylon; 2. Talus slope of deposits from the creation of the tracks; 3. Smoothing for the creation of a ski slope; 4. Digging for the creation of the track.
(ii) à la barrière topographique que constitue la plateforme du pylône. Il est à noter que le lac induit probablement un secteur dégelé permettant de maintenir hors permafrost cette partie du glacier rocheux. Les investigations géophysiques menées par Duvillard et al. (2018) conirment cette distribution.
4.3. Un lessivage des matériaux ins au niveau des fondations du pylône
La comparaison des données stratigraphiques et des proils ERT inversés permet d’aller plus loin dans les interprétations, à la fois en ce qui concerne la distribution des sédiments gelés et l’épaisseur des structures.
Le premier forage (B1), directement réalisé dans le secteur afecté par la subsidence et à proximité immédiate du pylône révèle certaines caractéristiques de la zone instable dont le type de matériaux présent sous les massifs des fondations déstabilisées (ig. 8). La subsurface est composée d’un niveau de sédiments non gelés de 10 m d’épaisseur, dont une couche de 4 m de remblai en surface (plateforme du pylône), qui surmonte une couche de blocs et de gros cailloux de 5 m d’épaisseur, typique des glaciers rocheux. À 9,8 m de profondeur, apparaît une matrice ine très humide (présence d’eau liquide), avant d’atteindre le substratum rocheux à 10,4 m de profondeur. Le sondage B2, réalisé à l’Ouest du pylône n° 2, de l’autre côté de la piste pour véhicules, donne des indications sur les types de matériaux présents dans un secteur moins anthropisé du glacier rocheux. Jusqu’à 6,30 m de profondeur, de petits blocs représentatifs des matériaux régulièrement rencontrés dans la partie centrale d’un glacier rocheux (Springman et al., 2012) sont traversés. Au-delà, une couche de gros blocs dans une matrice de glace a été reconnue avant d’atteindre le substratum rocheux à 12,7 m de profondeur.
La comparaison entre le proil P2 et les données stratigraphiques permet une interprétation plus ine du déclenchement de l’instabilité (ig. 9). La zone de transition est assez large (environ 12 m en subsurface), probablement du fait de la circulation et de l’iniltration de l’eau entre les débris non gelés et/ou la fusion de la glace de pores entre les débris, tandis qu’elle n’est large que de 4 m, entre 9 et 23 m de profondeur en raison de la présence du substratum rocheux. Ainsi, l’eau iniltrée a-t-elle pu lessiver les matériaux ins au niveau des fondations du pylône, conduisant au développement d’une subsidence thermokarstique par sufosion (Murton, 2009) et, par suite, au basculement du pylône du fait du déséquilibre des fondations.
5. Discussion
Lorsqu’on évoque des instabilités en zone de permafrost, la dégradation due au réchaufement atmosphérique est en général avancée comme facteur principal (Bodin et al., 2015). Les résultats des méthodes déployées dans cette étude, ont toutefois montré le rôle signiicatif de l’eau dans le déclenchement de l’instabilité. Nous discutons, ci-après, le rôle respectif de la dégradation du permafrost et des modiications anthropiques comme facteurs préparatoires au déclenchement de l’instabilité.
5.1. Une dégradation « naturelle » et accentuée du permafrost
Les investigations géoélectriques ainsi que des mesures expérimentales réalisées en laboratoire (Duvillard et al., 2018) ont montré que le permafrost présent dans le glacier rocheux de horens était de type tempéré, i.e., proche du point de fusion. Alors que le permafrost était déjà dans un état critique, l’été 2015 caniculaire et le mois de juin 2016 très pluvieux ont nécessairement encore accéléré la dégradation du permafrost dans la zone de transition, préparant ainsi l’instabilité. L’été 2015 fut le deuxième été le plus Fig. 6 – Évolution de la surface du glacier rocheux et modiication des
écoulements de surface entre 2009 et 2017.
A : Pente moyenne du glacier rocheux en 2009 et 2017. B : Évolution des écoulements de surface et de la microtopographie en amont de la plateforme du pylône avant (2014) et après (2016) la construction de la piste pour véhicule. C : Fossé creusé en août 2016 pour détourner les écoulements de la piste pour véhicules. a : Aplanissement général du terrain autour de la plateforme du pylône ; b : Augmentation de l’angle de pente en amont du pylône (de 30 à 40°) ; c : Réduction de la microtopographie (rugosité) par nivellement pour l’aménagement de la piste de ski. 1. Forage B1 ; 2. Forage B2 ; 3. Zone d’iniltration identiiée en juillet 2016 ; 4. Fossé et renvois d’eau creusés début août 2016 pour détourner les écoulements de surface.
Fig. 6 – Evolution of the surface of the rock glacier and modiication of the surface lows between 2009 and 2017.
A: Slope angle of the rock glacier in 2009 and 2017. B: Evolution of surface lows and microtopography upstream of the pylon platform before (2014) and ater (2016) the construction of the vehicle track. C: Ditch dug in August 2016 to divert runof from the runway for vehicles. a: General lattening of the ground around the platform of the pylon;
b: Increase of the slope angle upstream of the pylon (from 30 to 40°); c: Reduction of microtopography (roughness) by leveling for the development of the ski slope. 1. Borehole B1; 2. Borehole B2; 3. Iniltration zone identiied in July 2016; 4. Ditch and water channel dug in early August 2016 to divert surface runof.
chaud depuis 1959 dans les Alpes du Nord avec une température moyenne supérieure de 3,2°C par rapport à la normale 1961/1990 et de 2°C par rapport à la normale 1981/2010 (AGATE, 2018). Le mois de juin 2016 ne fut pas particulièrement chaud mais caractérisé par de fortes précipitations ; il fut le plus arrosé dans les Alpes du Nord depuis l’année 2000 avec un excédent de 50 % (AGATE, 2018). Le fort cumul de précipitations du mois de juin 2016, qui s’additionne au déneigement précoce de la piste pour véhicules, a sans doute accéléré la fonte de la neige et donc intensiié les écoulements de surface.
Par ailleurs, les travaux de terrassement menés sur la surface du glacier rocheux, particulièrement dans la zone d’instabilité autour du pylône, ont très vraisemblablement conduit à un approfondissement de la couche active et à la dégradation locale du sommet de la couche gelée (i.e., le toit du permafrost) comme observé dans le forage B2 à 6,3 m de profondeur. Malgré une précision limitée dans l’alignement des nuages de points qui se traduit par une incertitude de l’ordre de 2 m au niveau de la diférence des MNT (tab. 1), une diférence d’altitude de 2 à 4 m au niveau du déblai de la zone d’instabilité est toutefois mesurée entre
2009 et 2017 (ig. 5). Cette dégradation du permafrost n’est toutefois que fortement suggérée en l’absence d’une instrumentation permettant de comparer l’état thermique du permafrost avant et après l’aménagement du glacier rocheux.
5.2. Le rôle prépondérant de l’eau
Le rôle principal dans le déclenchement de l’instabilité du pylône peut être attribué à l’eau. Les observations ont montré que le nivellement et la compaction de la surface du glacier rocheux ont favorisé le ruissellement. La canalisation du ruissellement par la piste et son barrage par le remblai ont induit une iniltration préférentielle au droit des fondations du pylône. La déstabilisation du pylône serait donc due à l’efet combiné de deux phénomènes : (i) l’iniltration de l’eau a pu abaisser localement le toit du permafrost.
La grande profondeur de la couche active dans le forage B2, à 6,3 m, pourrait être due à ce phénomène. Dans d’autres glaciers rocheux actifs, les valeurs habituelles de profondeur de la couche active se situent en efet plutôt entre 2,5 m, i.e., valeur mesurée en forage à Bellecombes par Bodin et al. (2015), et 3,5 m, i.e., valeurs issues Fig. 7 – Bloc-diagramme en pseudo 3D des 5 proils ERT réalisés en
septembre 2016. Interprétation selon l’échelle de Bosson et al. (2014).
1. Emplacement du pylône ; 2. Lac ; 3. Front du lobe Est du glacier rocheux riche en glace ; 4. Subsidence ; 5. Zone de transition entre les matériaux gelés et non-gelés.
Fig. 7 – Block diagram in pseudo 3D of the 5 ERT proiles realized in September 2016.
1. Location of the pylon; 2. Lake; 3. Ice-rich East lobe of the rock glacier; 4. Subsidence;
5. Transition zone between frozen and non-frozen materials.
de mesures géophysiques ou forages instrumentés réalisés par Bodin et al., (2016) et Kenner et al. (2017) ; (ii) la circulation de l’eau dans les matériaux dégelés a pu lessiver la matrice ine, comme le laisse présager l’absence de matrice dans les couches de subsurface du forage B1, induisant un phénomène de sufosion. L’entonnoir et les fractures concentriques observées dans la zone de subsidence à l’ouest du pylône en seraient les marques de surface.
5.3. Préconisations et solutions de confortement
Étant donné que la présence de permafrost avait été vériiée, se pose la question de savoir si la déstabilisation du pylône aurait pu être évitée. Le rapport géotechnique préalable avait préconisé un déplacement du pylône vers l’amont, dans une zone semblant présenter moins de glace, ainsi que la mise en place d’un massif
de cailloux à forte porosité pour favoriser le refroidissement du terrain sous-jacents par les circulations d’air. Le pylône a en outre été construit avec une base ajustable dans le sens latéral de la pente.
Ces deux dernières mesures sont conformes aux préconisations données par Bommer et al. (2010).
L’étude préalable était toutefois fondée uniquement sur des mesures géophysiques. Un forage de reconnaissance aurait montré que le substratum rocheux n’était situé qu’à une dizaine de mètres de profondeur seulement, et aurait peut-être conduit à concevoir une fondation sur pieux ancrés sur le rocher. Le rapport ne contenait par ailleurs aucune préconisation quant à la maîtrise des eaux de surface. Celles-ci sont en efet généralement absentes à la surface des glaciers rocheux non anthropisés. Il s’ensuit que les travaux de terrassement et de construction des pistes ont été efectués sans étude préalable de leur impact sur le ruissellement.
Fig. 8 – Formations rencontrées à l’occasion de deux forages mis en œuvre à proximité du pylône n° 2.
A : Stratigraphies interprétées des forages B1 et B2 avec la Vitesse Instantanée d’Avancement (en m.h-¹).
B : Matrice d’argile identiiée en B1 à 9,8 m de profondeur.
C : Réalisation du forage B1. 1. Blocs moyens à petits (10 à 30 cm) ; 2. Petit blocs et cailloux ; 3. Graviers et sables ; 4. Matrices ines humides (argiles ?) ; 5. Fractures ; 6. Vide (air) ; 7. Eau ; 8. Glace de pores (lentille de glaces ?) ; 9. Substratum rocheux ; i : Sédiments non gelés ; ii : Eau ; iii : Substratum rocheux ; iv : Sédiments gelés ; v : Substratum rocheux gelé.
Fig. 8 – Layers observed from the two boreholes drilled near the pylon #2.
A: Stratigraphy of the boreholes B1 and B2 with the instantaneous speed of penetration (en m.h-¹). B: Clay matrix identiied in B1 at 9.8 m in depth. C: Borehole B1.
1. Boulders; 2. Boulders and cobbles (10 to 30 cm); 3. Gravels and sands; 4. Wet ine matrices (clays ?); 5. Cracks; 6. Voids (air); 7. Water; 8. Pore ice (ice lens ?); 9. Bedrock; i: Unfrozen sediments; ii: Water; iii: Bedrock; iv: Frozen sediments;
v: Frozen bedrock.
Finalement, ce sont bien des pieux ancrés sur le rocher qui ont dû être mis en œuvre pour stabiliser le pylône.
Les fondations du pylône ont été ancrées sur le substratum rocheux au cours de l’été 2017 à l’aide de 38 micropieux de 17 m de long ain de garantir une stabilité en cas de nouvel afaissement de l’ensemble des matériaux de la zone d’instabilité. Ces travaux très coûteux (environ 1 M€) représentent 7 % de l’investissement de départ seulement cinq ans après la construction. Par ailleurs, la piste pour véhicules a été déplacée en octobre 2017 dans la partie centrale du glacier rocheux ain que la zone située en amont du pylône canalise moins les écoulements de surface. Malgré le coût important de construction comme de confortement, aucun forage n’a été instrumenté de manière permanente pour suivre les déformations et/ou les températures en profondeur.
5.4. Représentativité du glacier rocheux de horens
L’évolution du glacier rocheux de horens n’est pas représentative de celle des glaciers rocheux de la région en raison de l’anthropisation très marquée de celui-ci. Parmi les 3 261 glaciers rocheux (814 actifs, 671 inactifs, et 1 776 fossiles) recensés dans les Alpes françaises (Marcer et al., 2017), seule une dizaine est aménagée (présence de pistes de ski et/ou de remontées mécaniques) (Duvillard et al., soumis). Ces glaciers rocheux aménagés sont généralement caractérisés par une faible pente et ont souvent subi des modiications importantes par nivellement de leur surface pour l’aménagement de pistes de ski. Seuls deux autres cas ont fait l’objet d’études scientiiques détaillées en relation avec des déstabilisations d’éléments d’infrastructures (Duvillard et al., sous presse). Aux
Deux-Alpes, la gare d’arrivée du télésiège de Bellecombes (2 710 m), implantée sur un glacier rocheux, a dû être reprise en sous-œuvre en 2013, suite à son afaissement. Comme pour le pylône n° 2 du funitel de horens, aucun forage de reconnaissance n’avait été réalisé et la gare n’avait pas été ancrée sur le rocher, mais posée sur une dalle lottante après excavation d’une couche de glace. Là aussi, les forages de recherche réalisés à proximité ont révélé que le rocher n’aurait été qu’à une dizaine de mètres de profondeur (Bodin et al., 2010). À Orelle, cinq pylônes du télésiège de Plan Bouchet sont implantés sur un glacier rocheux. Les pylônes n° 7, 8, et 9 ont dû être reconstruits récemment, à deux reprise en 2011 et 2018. Comme à Val horens, des terrassements pour pistes de ski ont été réalisés à proximité.
Dans ces deux cas toutefois, le ruissellement ne semble pas avoir joué de rôle déclencheur de l’instabilité. Les cas des Deux-Alpes comme de Val horens montrent que les études de géophysique ne sont pas suisantes pour des implantations, et devraient systématiquement être accompagnées d’un forage de reconnaissance. Il est en efet connu que la méthode ERT tend à surestimer l’épaisseur du permafrost et ne permet pas de reconnaître de façon iable la profondeur du toit rocheux.
6. Conclusion
La rétro-analyse multi-méthodes de la déstabilisation du pylône n° 2 du funitel de horens a permis d’identiier diférents facteurs préparatoires à l’instabilité du pylône survenue en juillet 2016. (i) un choix risqué dans d’implantation en 2011 du pylône sur un glacier rocheux et sans aucun suivi de l’ouvrage ni des conditions thermiques sur le long terme, avec un terrassement de 2 à 6 m de Fig. 9 – Coupe 2D transversal Est-Ouest de la zone instable du glacier
rocheux (sous le pylône).
A : Comparaison du proil de tomographie électrique P2 et des proils stratigraphiques issus des forages B1 et B2. B : Schéma de synthèse des informations. i : Sédiments non gelés ; ii : Eau ; iii : Sédiments gelés ; iv : Substratum rocheux ; v : Subsidence ; vi : Couche active ; vii : Zone de transition entre sédiments gelés/non gelés ; viii : Graviers ; a : Lac ; b : Graviers sous les fondations ; c : Subsidence ; d : Zone de transition avec tranche de débris rocheux et glace ; e : Permafrost.
Fig. 9 – 2D cross section East-West of the unstable zone of the rock glacier under the pylon.
A: Comparison of the P2 electrical tomography proile and stratigraphic proiles from B1 and B2 boreholes. B: Synthesis sketch; i: Unfrozen sediments; ii: Water; iii: Frozen sediments; iv: Bedrock; v: Subsidence; vi: Active layer; vii: Transition area between unfrozen/frozen sediments; viii: Gravels. a: Lake; b: Gravels under the foundations;
c: Subsidence; d: Transition area with sediments and ice; e: Permafrost.
la surface naturelle du glacier rocheux ; (ii) une modiication et une concentration des écoulements d’eau vers le pylône, favorisant l’iniltration des eaux et le lessivage des matériaux sous les fondations. La sufosion constituerait ainsi le facteur principal de déclenchement de l’instabilité. L’eau représente également très probablement un facteur local d’accélération de la dégradation du permafrost, en particulier en raison d’un état thermique très proche du point de fusion et des intenses précipitations du mois de juin 2016.
La réalisation de forages de reconnaissance dans la phase d’étude aurait sans doute conduit à concevoir des fondations ancrées sur le substratum rocheux. Cette solution a inalement dû être mise en œuvre au cours de l’été 2017 avec la reprise en sous-œuvre de 38 micropieux de 17 m de long ain de garantir une stabilité satisfaisante du pylône. Ces travaux très coûteux de confortement (7 % de l’investissement de départ) auraient sans doute pu être évités. Les glaciers rocheux étant particulièrement sensibles à l’augmentation des températures de l’air et aux modiications anthropiques fortes telles que des terrassements, la construction d’infrastructures en haute montagne nécessite des études préalables multi-méthodes suivies de préconisations en termes d’adaptabilité des fondations et de suivi des conditions thermiques du terrain.
Remerciements
Les auteurs remercient la SETAM (Société d’Exploitation des Téléphériques Tarentaise Maurienne) et le bureau d’étude SAGE (Société Alpine de Géotechnique) pour la collaboration mise en place et toutes les informations géotechniques fournies. Nous remercions K. Génuite, J. Berthet (société Styx 4D), G. Heller et A. Ollive pour leur aide sur le terrain et pour le traitement de certaines données.
Nous remercions A. Revil, G. Ménard et X. Bodin ainsi que les deux relecteurs anonymes pour les riches commentaires et suggestions sur ce travail. P-A. Duvillard a bénéicié d’une allocation de thèse inancée par Ingénierie des Mouvements du Sol et des Risques Naturels (IMSRN) et l’Association Nationale de la Recherche et de la Technologie (ANRt). Cette étude s’intègre dans le projet FEDER POIA PermaRisk.
P.-A. Duvillard a élaboré le travail de recherche, réalisé les mesures de terrain, traité les données et écrit la version initiale de l’article, sous la direction de L. Ravanel et P. Schoeneich. LR., PS.
et M. Marcer ont contribué à l’amélioration du manuscrit. M.M.
a également participé à l’acquisition de données sur le terrain. J.- F. Piard a apporté un soutien logistique et des données inédites.
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